Magnetisk anomalitet
I geofysikken er en magnetisk anomalitet en lokal variasjon i Jordens magnetfelt som resulterer fra variasjoner i kjemien eller magnetismen til fjell. Kartlegging av variasjon over et område er verdifullt for å oppdage strukturer skjult av overliggende materiale. Den magnetiske variasjon (geomagnetisk reversering) i etterfølgende bånd av havbunnen parallelt med midthavsrygger var viktige bevis på havbunnsspredning, en konsept som var sentralt i teorien om platetektonikk.
Målemetoder
redigerJordens magnetfelt er relativt sterkt, og magnetiske anomalier ligger bare som små avvik i forhold til dette feltet. Hovedfeltet varierer vanligvis mellom omtrent 25 000 og 65 000 nanotesla (nT), noe som gjør at målingeinstrumentene må være svært presise for å fange opp de små forskjellene. Det kreves i praksis en følsomhet på rundt 10 nT eller bedre for å kunne registrere slike variasjoner. [1]
For å måle disse avvikene benyttes ulike typer Magnetometere, som fungerer på forskjellige måter og har ulike bruksområder.[1]
Protonpresjonsmagnetometre: Registrerer styrken på Magnetfeltet uten å ta hensyn til retningen. Fordi det måler totalfeltet, trenger det ikke å orienteres i en bestemt retning. Ulempen er at hver måling tar litt tid noe som gjør det mindre egnet i situasjoner hvor man trenger svært høy oppløsning. Likevel er det mye brukt i geofysiske undersøkelser på bakken.[1]
Fluxgate-magnetometret: Måler i stedet magnetfeltet langs en bestemt akse. Dette innebærer at instrumentet må justeres riktig i forhold til feltets retning for å gi gode resultater. Slike målere brukes både på land og i bevegelige plattformer som fly og skip. De gir kontinuerlige målinger, men kan over tid utvikle såkalt drift, noe som ofte korrigeres ved å gjenta målinger på faste punkter.[1]
Optisk pumpede magnetometre: Benytter alkaliserte gasser som rubidium eller cesium. Disse kan registrere ekstremt små variasjoner i magnetfeltet, ned mot 0,001 nT, og har samtidig høy målefrekvens. På grunn av dette brukes de ofte i satellitter og ved Aerodynamiske kartleggelser, selv om de er mer kostbare enn andre instrumenter.[1]
En dipol begravd under bakken vil produsere sitt eget magnetiske felt, som vil ha sine egne retninger og styrke. Jorda har også et slikt magnetisk felt. Det faktiske feltet på overflaten blir kombinasjonen av de to magnetiske feltene sammen. Styrken og retningen forskjellige steder i disse feltene vil bestemme om vi får en positiv eller negativ magnetisk anomali. Noen steder vil jordas og dipolens felt være i motsatt retning. Det totale magnetiske feltet er da svekket, og den magnetiske anomalien er negativ. Har feltene samme retning, vil det totale feltet være styrket og anomalien positiv. Et godt eksempel på dette er magnetanomalien i kursk, regnet for å være verdens største magnetanomali.[1]
Bruksområde
redigerDen magnetiske variasjonen (geomagnetisk reversering) i etterfølgende bånd av havbunnen parallelt med midthavsrygger er et av de viktigste eksemplene på magnetiske anomalier. Når magma størkner til basalt ved midthavsrygger, bevares en magnetisk signatur som reflekterer retningen til Jordens magnetfelt på dannelsestidspunktet. Siden Jordens magnetfelt har snudd mange ganger gjennom geologisk tid, dannes det et mønster av vekslende magnetisk polaritet i havbunnens bergarter.
Disse parallelle båndene med magnetiske anomalier ga avgjørende bevis for havbunnsspredning, et fenomen der ny havbunn dannes og beveger seg bort fra midthavsrygger. Dette var igjen en nøkkelobservasjon i utviklingen av teorien om platetektonikk, fordi det viste hvordan jordskorpens plater beveger seg over tid.
Historie
redigerPå slutten av 1950-tallet utenfor vestkysten til USA ble marine magnetiske anomalier først oppdaget, noe som ga forskerne en fullstendig forvirring. Disse anomaliene ble kartlagt fra Sør-California til North Washington (Iowa) og videre utover havet med flere hundre kilometer. Det ble lagt merke til av geofysikeren Victor Vacquier, om at disse lineære anomaliene hadde stanset ved forkastningssonene som var kartlagt i området. I tillegg la han merke til at de hadde unike former, som opptrådte i systematiske sekvenser på tvers av strukturene, og kunne korreleres over forkastningssonene. Kort tid etter ble det kartlagt lineære magnetiske anomalier på Island over Reykjanesryggen. Anomaliene ble oppdaget på begge sider av ryggens topp og parallelt med den. Samtidig hadde Alan Cox og en rekke andre geofysikere gjort dokumentasjon om bevis for at Jordens magnetfelt hadde snudd tidligere.[1]
For omtrent 700 000 år siden hadde den magnetiske nordpolen vært sørpol, og det fantes indikasjoner til enda eldre reverseringer. På samme tidsperiode ble teorien om havbunnsspredning utviklet av geologen Harry H. Hess og geofysikeren Robert S. Dietz. Nå gjensto det for de to engelske geologene Frederick J. Vine og Drummond H. Matthews, sammen med den kanadiske geofysikeren Lawrence W. Morley å samle sammen observasjonen som ble brukt til å forklare teorien bak marine magnetiske anomalier. Teorien er basert på tre hoved forutsetninger: (1) Jordens magnetfelt skifter polaritet periodisk, (2) Havbunnsspredning foregår, og (3) permanent magnetisering vil skje med Havbunnsskorpe når den dannes og kjøles ned ved spredningssoner. [2]
Gjennom 1960 – og 70 årene ble det kartlagt marine magnetiske anomalier over store området av havbassengene. Ved hjelp av aldersestimater for Havbunnsskorpe, samlet fra kjerneprøver i dypshavsboringer, resulterte dette til etablering av en tidsskala for magnetiske anomalier. Samtidig ble det rekonstruering på hvordan havbassengene har utviklet seg de siste omtrent 200 millioner årene. [2]
Datareduksjon
redigerMagnetiske målinger blir ikke bare påvirket av steiner og bergarter i bakken, men også av endringer i jordens magnetfelt. Derfor må man fjerne slike påvirkninger før dataene kan brukes og tolkes riktig. Jordens magnetfelt varierer naturlig gjennom døgnet, med endringer som kan være opptil ca. 30 nT. I tillegg kan det oppstå geomagnetiske stormer som gir mye større utslag, opptil rundt 1000 nT, og som kan vare i flere dager.[3]
For å rette opp dette bruker man ofte en fast målestasjon som registrerer endringene i magnetfeltet hele tiden. Dataene fra denne stasjonen blir først renset for støy, og brukes deretter til å justere de andre målingene. På den måten kan man fjerne kortvarige variasjoner og få mer stabile og pålitelige data.[3]
Datakvaliteten blir også forbedret ved å filtrere bort støy, justere målelinjer og jevne ut systematiske feil. Metoder som mikro-utjevning kan brukes for å redusere unaturlige mønstre i dataene og gjøre resultatene mer jevne og konsistente.[3]
For å finne lokale magnetiske anomalier må man også fjerne jordens hovedmagnetfelt fra målingene. Dette gjøres ved å trekke fra en modell av jordens magnetfelt, for eksempel International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Da blir de gjenværende variasjonene lettere å knytte til geologiske strukturer i bakken.[3]
Noen korreksjoner som er viktige i tyngdekrafts undersøkesler er mindre viktige for magnetiske målinger. For eksempel er endringen i magnetfeltet med høyde veldig liten, så man trenger vanligvis ikke å gjøre høydekorreksjoner.[3]
Referanser
rediger- 1 2 3 4 5 6 7 «Looking into the Earth - An Introduction to Geological Geophysics (9780521785747) | Akademika Bokhandel». www.akademika.no. Besøkt 18. mai 2026.
- 1 2 Bruce Peter Luyendyk (6. september 2023). «Marine Magnetic Anomalies». Britannica. Besøkt 18.05.2026.
- 1 2 3 4 5 Daniel W. Casto (10.03.2021). «Calculating depths to shallow magnetic sources using aeromagnetic data from the Tucson basin» (PDF). USGS. Besøkt 18.05.2026.